Tunnelma(kreikan sanasta atmos - höyry ja spharia - pallo) - Maan ilmakuori, joka pyörii sen kanssa. Ilmakehän kehittyminen liittyi läheisesti planeetallamme tapahtuviin geologisiin ja geokemiallisiin prosesseihin sekä elävien organismien toimintaan.
Ilmakehän alaraja on sama kuin maan pinta, koska ilma tunkeutuu maaperän pienimpiin huokosiin ja liukenee jopa veteen.
Yläraja 2000-3000 km korkeudessa siirtyy vähitellen ulkoavaruuteen.
Happea sisältävän ilmakehän ansiosta elämä maapallolla on mahdollista. Ihmisten, eläinten ja kasvien hengitysprosessissa käytetään ilmakehän happea.
Jos ilmakehää ei olisi, maa olisi yhtä hiljainen kuin kuu. Loppujen lopuksi ääni on ilmahiukkasten värähtelyä. Taivaan sininen väri selittyy sillä, että auringonsäteet, jotka kulkevat ilmakehän läpi kuin linssin läpi, hajoavat väreihinsä. Samaan aikaan sinisen ja sinisen värin säteet ovat hajallaan eniten.
Ilmakehä vangitsee suurimman osan auringon ultraviolettisäteilystä, jolla on haitallinen vaikutus eläviin organismeihin. Se myös säilyttää lämpöä maan pinnalla ja estää planeettamme jäähtymisen.
Ilmakehän rakenne
Ilmakehässä voidaan erottaa useita kerroksia, jotka eroavat tiheydeltä ja tiheydeltä (kuva 1).
Troposfääri
Troposfääri- ilmakehän alin kerros, jonka paksuus on 8-10 km napojen yläpuolella, 10-12 km lauhkeilla leveysasteilla ja 16-18 km päiväntasaajan yläpuolella.
Riisi. 1. Maan ilmakehän rakenne
Troposfäärin ilma lämpenee maan pinnasta eli maasta ja vedestä. Siksi tämän kerroksen ilman lämpötila laskee korkeuden myötä keskimäärin 0,6 ° C jokaista 100 metriä kohti. Troposfäärin ylärajalla se saavuttaa -55 ° C. Samaan aikaan päiväntasaajan alueella troposfäärin ylärajalla ilman lämpötila on -70 ° С ja pohjoisnavan alueella -65 ° С.
Troposfäärissä noin 80% ilmakehän massasta on keskittynyt, lähes kaikki vesihöyry sijaitsee, esiintyy ukkosmyrskyjä, myrskyjä, pilviä ja sateita, ja tapahtuu myös pystysuoraa (konvektio) ja vaakasuuntaista (tuuli) ilmaliikettä.
Voimme sanoa, että sää muodostuu pääasiassa troposfäärissä.
Stratosfääri
Stratosfääri- ilmakehän kerros, joka sijaitsee troposfäärin yläpuolella 8-50 km:n korkeudessa. Tämän kerroksen taivaan väri näyttää violetilta, mikä selittyy ilman harvinaisuudella, jonka vuoksi auringonsäteet eivät ole melkein hajallaan.
Stratosfääri sisältää 20% ilmakehän massasta. Tämän kerroksen ilma on harvinaistunut, vesihöyryä ei käytännössä ole, joten pilviä ja sadetta ei muodostu lähes ollenkaan. Stratosfäärissä havaitaan kuitenkin vakaita ilmavirtoja, joiden nopeus saavuttaa 300 km / h.
Tämä kerros on konsentroitu otsoni(otsoniverkko, otsonosfääri), kerros, joka absorboi ultraviolettisäteitä ja estää niitä pääsemästä Maahan ja suojelee siten planeettamme eläviä organismeja. Otsonin ansiosta ilman lämpötila stratosfäärin ylärajalla on -50 - 4-55 ° С.
Mesosfäärin ja stratosfäärin välillä on siirtymävyöhyke - stratopause.
Mesosfääri
Mesosfääri- 50-80 km:n korkeudessa sijaitseva ilmakehän kerros. Ilman tiheys on täällä 200 kertaa pienempi kuin maan pinnalla. Mesosfäärin taivas näyttää olevan musta ja tähdet näkyvät päiväsaikaan. Ilman lämpötila laskee -75 (-90) ° С:een.
80 km korkeudessa alkaa termosfääri. Ilman lämpötila tässä kerroksessa nousee jyrkästi 250 metrin korkeuteen ja muuttuu sitten vakioksi: 150 km:n korkeudessa se saavuttaa 220-240 ° C; 500-600 km korkeudessa se ylittää 1500 ° C.
Mesosfäärissä ja termosfäärissä kosmisten säteiden vaikutuksesta kaasumolekyylit hajoavat varautuneiksi (ionisoituneiksi) atomihiukkasiksi, joten tätä ilmakehän osaa kutsutaan ns. ionosfääri- 50–1000 km:n korkeudella sijaitseva erittäin harvinainen ilmakerros, joka koostuu pääasiassa ionisoiduista happiatomeista, typen oksidimolekyyleistä ja vapaista elektroneista. Tälle kerrokselle on ominaista korkea sähköistyminen, ja pitkät ja keskipitkät radioaallot heijastuvat siitä, kuten peilistä.
Ionosfäärissä syntyy revontulia - harvinaisten kaasujen hehkua auringosta lentävien sähköisesti varautuneiden hiukkasten vaikutuksesta - ja magneettikentässä havaitaan voimakkaita vaihteluita.
Eksosfääri
Eksosfääri- ilmakehän ulompi kerros, joka sijaitsee yli 1000 km. Tätä kerrosta kutsutaan myös sirontapalloksi, koska kaasuhiukkaset liikkuvat täällä suurella nopeudella ja voivat sirota avaruuteen.
Ilmakehän koostumus
Ilmakehä on kaasuseos, joka koostuu typestä (78,08 %), hapesta (20,95 %), hiilidioksidista (0,03 %), argonista (0,93 %), pienestä määrästä heliumia, neonista, ksenonista, kryptonista (0,01 %) , otsonia ja muita kaasuja, mutta niiden pitoisuus on mitätön (taulukko 1). Maan ilman nykyaikainen koostumus vakiintui yli sata miljoonaa vuotta sitten, mutta ihmisen dramaattisesti lisääntynyt tuotantoaktiivisuus johti silti sen muutokseen. Tällä hetkellä CO 2 -pitoisuuden on havaittu lisääntyneen noin 10-12 %.
Ilmakehän kaasuilla on erilainen toiminnallinen rooli. Näiden kaasujen pääasiallisen merkityksen määrittää kuitenkin ensisijaisesti se, että ne absorboivat erittäin voimakkaasti säteilyenergiaa ja vaikuttavat siten merkittävästi Maan pinnan ja ilmakehän lämpötilaolosuhteisiin.
Taulukko 1. Kuivan ilmakehän kemiallinen koostumus lähellä maan pintaa
|
Volyymi keskittyminen. % |
Molekyylipaino, yksiköt |
|
|
Happi |
||
|
Hiilidioksidi |
||
|
Typpioksidi |
||
|
0 - 0,00001 |
||
|
Rikkidioksidi |
0 - 0,000007 kesällä; 0 - 0,000002 talvella |
|
|
0 - 0,000002 |
46,0055/17,03061 |
|
|
Atsogdioksidi |
||
|
Hiilimonoksidi |
typpi, ilmakehän yleisin kaasu, se ei ole kemiallisesti aktiivinen.
Happi, toisin kuin typpi, se on erittäin aktiivinen kemiallinen alkuaine. Hapen erityistehtävä on heterotrofisten organismien, kivien ja tulivuorten ilmakehään päästämien alihapettuneiden kaasujen orgaanisen aineksen hapetus. Ilman happea kuollut orgaaninen aines ei hajoaisi.
Hiilidioksidin rooli ilmakehässä on erittäin suuri. Se pääsee ilmakehään palamisprosessien, elävien organismien hengityksen, hajoamisen seurauksena ja on ennen kaikkea tärkein rakennusmateriaali orgaanisen aineen luomiseksi fotosynteesin aikana. Lisäksi hiilidioksidin ominaisuus on erittäin tärkeä välittää lyhytaaltoista aurinkosäteilyä ja absorboida osaa pitkäaaltoisesta lämpösäteilystä, mikä saa aikaan ns. kasvihuoneilmiön, jota käsitellään alla.
Vaikutus ilmakehän prosesseihin, erityisesti stratosfäärin lämpöjärjestelmään, vaikuttaa myös otsoni. Tämä kaasu toimii luonnollisena auringon ultraviolettisäteilyn absorboijana, ja auringon säteilyn absorptio johtaa ilman kuumenemiseen. Ilmakehän kokonaisotsonipitoisuuden kuukausittaiset keskiarvot vaihtelevat alueen leveysasteesta ja vuodenajasta riippuen välillä 0,23-0,52 cm (tämä on otsonikerroksen paksuus maanpaineessa ja lämpötilassa) . Otsonipitoisuuden nousu päiväntasaajalta napoille ja vuotuinen vaihtelu, jonka minimi on syksyllä ja maksimi keväällä.
Ilmakehän ominaispiirre on, että pääkaasujen (typpi, happi, argon) pitoisuus muuttuu merkityksettömästi korkeuden myötä: 65 km:n korkeudessa ilmakehässä typpipitoisuus on 86%, happi on 19, argon on 0,91, ja 95 km:n korkeudessa - typpi 77, happi - 21,3, argon - 0,82%. Ilmakehän koostumuksen pysyvyys pysty- ja vaakasuunnassa ylläpidetään sekoittamalla sitä.
Kaasujen lisäksi ilma sisältää vesihöyry ja kiinteitä hiukkasia. Jälkimmäinen voi olla sekä luonnollista että keinotekoista (antropogeenistä) alkuperää. Nämä ovat siitepölyä, pieniä suolakiteitä, tiepölyä, aerosoliepäpuhtauksia. Kun auringonsäteet tulevat ikkunaan, ne voidaan nähdä paljaalla silmällä.
Erityisesti kaupunkien ja suurten teollisuuskeskusten ilmassa on kiinteitä hiukkasia, joissa aerosoleihin lisätään polttoaineen palamisen aikana muodostuvia haitallisia kaasuja ja niiden epäpuhtauksia.
Ilmakehän aerosolipitoisuudet määräävät ilman läpinäkyvyyden, mikä vaikuttaa maan pinnalle tulevaan auringon säteilyyn. Suurimmat aerosolit ovat kondensaatioytimiä (alkaen lat. kondensaatio- tiivistyminen, paksuuntuminen) - myötävaikuttavat vesihöyryn muuttumiseen vesipisaroiksi.
Vesihöyryn arvon määrittää ensisijaisesti se, että se hidastaa maan pinnan pitkäaaltoista lämpösäteilyä; edustaa suurten ja pienten kosteuskiertojen päälinkkiä; nostaa ilman lämpötilaa vesipetiin tiivistyessään.
Vesihöyryn määrä ilmakehässä muuttuu ajan ja tilan myötä. Näin ollen vesihöyryn pitoisuus maan pinnalla vaihtelee 3 %:sta tropiikissa 2-10 (15) %:iin Etelämantereella.
Keskimääräinen vesihöyrypitoisuus ilmakehän pystysuorassa pylväässä lauhkeilla leveysasteilla on noin 1,6-1,7 cm (tämä on kondensoituneen vesihöyrykerroksen paksuus). Tiedot vesihöyrystä ilmakehän eri kerroksissa ovat ristiriitaisia. Oletettiin esimerkiksi, että korkeusalueella 20-30 km ominaiskosteus kasvaa voimakkaasti korkeuden mukana. Myöhemmät mittaukset osoittavat kuitenkin stratosfäärin suurempaa kuivuutta. Ilmeisesti stratosfäärin ominaiskosteus riippuu vähän korkeudesta ja on 2-4 mg / kg.
Troposfäärin vesihöyrypitoisuuden vaihtelu määräytyy haihtumis-, tiivistymis- ja vaakasuoran kulkeutumisprosessien vuorovaikutuksen perusteella. Vesihöyryn tiivistymisen seurauksena muodostuu pilviä ja sataa sateen, rakeiden ja lumen muodossa.
Veden faasimuutosprosessit tapahtuvat pääasiassa troposfäärissä, minkä vuoksi stratosfäärissä (20-30 km korkeudessa) ja mesosfäärissä (lähellä mesopaussia), joita kutsutaan helmiäismäisiksi ja hopeaiksi, havaitaan suhteellisen harvoin, kun taas troposfäärissä. pilvet peittävät usein noin 50 % koko maan pinnasta.
Ilmaan mahtuvan vesihöyryn määrä riippuu ilman lämpötilasta.
1 m 3 ilmaa lämpötilassa -20 ° C voi sisältää enintään 1 g vettä; 0 ° C:ssa - enintään 5 g; +10 ° С - enintään 9 g; +30 ° С - enintään 30 g vettä.
Johtopäätös: mitä korkeampi ilman lämpötila, sitä enemmän vesihöyryä se voi sisältää.
Ilma voi olla kylläinen ja ei kyllästynyt vesihöyry. Joten jos +30 ° C:n lämpötilassa 1 m 3 ilmaa sisältää 15 g vesihöyryä, ilma ei ole kyllästynyt vesihöyryllä; jos 30 g on kyllästynyt.
Absoluuttinen kosteus Onko vesihöyryn määrä 1 m 3 ilmassa. Se ilmaistaan grammoina. Jos esimerkiksi sanotaan "absoluuttinen kosteus on 15", tämä tarkoittaa, että 1 mL sisältää 15 g vesihöyryä.
Suhteellinen kosteus Onko 1 m 3 ilmaa todellisen vesihöyrypitoisuuden suhde (prosentteina) vesihöyryn määrään, jonka 1 ml L tietyssä lämpötilassa voi sisältää. Esimerkiksi, jos radio sanoi säätiedotuksen lähetyksen aikana, että suhteellinen kosteus on 70%, tämä tarkoittaa, että ilma sisältää 70% vesihöyrystä, jonka se pystyy sitomaan tietyssä lämpötilassa.
Mitä korkeampi ilman suhteellinen kosteus, ts. Mitä lähempänä ilma on kylläisyyttä, sitä todennäköisempää on sade.
Päiväntasaajan vyöhykkeellä havaitaan aina korkea (jopa 90 %) ilman suhteellinen kosteus, koska ilman lämpötila on korkea ympäri vuoden ja valtamerten pinnasta haihtuu paljon. Sama korkea suhteellinen kosteus ja napa-alueilla, mutta koska alhaisissa lämpötiloissa pienikin vesihöyrymäärä tekee ilman kyllästyneeksi tai lähes kylläiseksi. Lauhkeilla leveysasteilla suhteellinen kosteus muuttuu vuodenaikojen mukaan - talvella se on korkeampi, kesällä pienempi.
Erityisen alhainen suhteellinen kosteus aavikoilla: 1 m 1 ilmaa sisältää kaksi tai kolme kertaa vähemmän vesihöyryä kuin annetussa lämpötilassa on mahdollista.
Suhteellisen kosteuden mittaamiseen käytä kosteusmittaria (kreikaksi Hygros - märkä ja metreco - mittaan).
Jäähdytettynä kyllästetty ilma ei pysty pidättämään samaa määrää vesihöyryä, se sakeutuu (tiivistyy) muuttuen sumupisaroiksi. Sumua voi havaita kesällä kirkkaana viileänä yönä.
Pilviä- tämä on sama sumu, vain se ei muodostu maanpinnalle, vaan tietylle korkeudelle. Nouseessaan ilma jäähtyy ja siinä oleva vesihöyry tiivistyy. Tuloksena olevat pienet vesipisarat muodostavat pilvet.
Pilvien muodostumiseen osallistuvat ja kiinteitä hiukkasia suspendoituneena troposfääriin.
Pilvet voivat olla eri muotoisia, mikä riippuu niiden muodostumisolosuhteista (taulukko 14).
Matalimmat ja raskaimmat pilvet ovat kerrospilvet. Ne sijaitsevat 2 km:n korkeudessa maanpinnasta. 2–8 kilometrin korkeudessa on havaittavissa viehättävämpiä kumpupilviä. Korkeimmat ja kevyimmät ovat cirruspilviä. Ne sijaitsevat 8-18 kilometrin korkeudessa maanpinnan yläpuolella.
|
Perheet |
Pilvien syntymä |
Ulkonäkö |
|
A. Ylemmän kerroksen pilvet - yli 6 km |
I. Cirrus |
Lankamainen, kuitumainen, valkoinen |
|
II. Cirrocumulus |
Kerrokset ja harjanteet hienoja hiutaleita ja kiharoita, valkoisia |
|
|
III. Cirrostratus |
Läpinäkyvä valkeahko verho |
|
|
B. Keskipilvet - yli 2 km |
IV. Altocumulus |
Saumat ja harjanteet valkoisia ja harmaita |
|
V. Erittäin kerroksellinen |
Tasainen maidonharmaa verho |
|
|
B. Matalatasoiset pilvet - jopa 2 km |
Vi. Nimbostratus |
Kiinteä muodoton harmaa kerros |
|
Vii. Stratocumulus |
Läpinäkymättömät harmaat kerrokset ja harjanteet |
|
|
VIII. Kerrostettu |
Harmaa läpinäkymätön käärinliina |
|
|
D. Pystysuuntaisen kehityksen pilvet - alemmasta ylempään tasoon |
IX. Cumulus |
Mailat ja kupolit ovat kirkkaan valkoisia, ja niissä on tuulessa repeytyneet reunat |
|
X. Cumulonimbus |
Voimakkaat kumpumassat, tummaa lyijyä |
Ilmakehän suojaaminen
Pääasiallinen lähde on teollisuuslaitokset ja autot. Suurissa kaupungeissa kaasun saastumisen ongelma pääliikenneväylillä on erittäin akuutti. Siksi monissa maailman suurissa kaupungeissa, myös maassamme, on otettu käyttöön ajoneuvojen pakokaasujen myrkyllisyyden ympäristövalvonta. Asiantuntijoiden mukaan ilman savu ja pölyisyys voivat puolittaa aurinkoenergian saannin maan pinnalle, mikä johtaa luonnonolosuhteiden muutokseen.
Ainakin ilmakehän se ei ole alkuperänsä niinkään velkaa Auringosta kuin elämänprosesseista. Hämmästyttävä ero alkuaineen nro 7 pitoisuuden välillä litosfäärissä (0,01 %) ja ilmakehässä (75,6 massaprosenttia tai 78,09 tilavuusprosenttia). Yleensä elämme typen ilmakehässä, joka on kohtalaisen rikastettu hapella.
Samaan aikaan vapaita ei löydetty muilta aurinkokunnan planeetoilta tai komeettojen tai muiden kylmän avaruuden esineiden koostumuksesta. On sen yhdisteitä ja radikaaleja - CN *, NH *, NH * 2, NH * 3, mutta typpeä ei ole. Totta, noin 2% typpeä on kirjattu Venuksen ilmakehään, mutta tämä luku vaatii vielä vahvistuksen.
Uskotaan, että maapallon primaarisessa ilmakehässä ei ollut alkuainetta 7. Missä hän sitten on ilmassa? Ilmeisesti planeettamme ilmakehä koostui alun perin haihtuvista aineista, jotka muodostuivat maan sisällä: H2, H2O, CO2, CH4, NH3. Ilmainen jos ja sammui tulivuoren toiminnan seurauksena, muuttuu ammoniakiksi. Olosuhteet tähän olivat sopivimmat: vedyn ylimäärä, kohonneet lämpötilat - maan pinta ei ollut vielä jäähtynyt. Mitä se tarkoittaa ensinnäkin, että ilmakehässä oli typpeä ammoniakin muodossa? Ilmeisesti niin. Muistakaamme tämä tilanne.
Mutta sitten elämä syntyi ... Vladimir Ivanovich Vernadsky väitti, että "maan kaasumainen kuori, ilmamme, on elämän luominen". Se oli elämä, joka käynnisti hämmästyttävän fotosynteesin mekanismin. Yksi tämän prosessin lopputuotteista - vapaa alkoi aktiivisesti yhdistyä ammoniakin kanssa vapauttaen molekyylityppeä:
Fotosynteesi
CO2 + 2H2O → HCOH + NaO + O2;
4NH3 + 3O2 → 2N2 + 6H2O
Ja typpi, kuten tiedät, ei normaaleissa olosuhteissa reagoi keskenään, mikä antoi maapallon ilmalle mahdollisuuden säilyttää koostumuksen "status quo". Huomaa, että merkittävä osa ammoniakista voi liueta veteen hydrosfäärin muodostumisen aikana.
Nykyään pääasiallinen ilmakehään pääsevän N2:n lähde on vulkaaniset kaasut.
Jos katkaiset kolmoissidoksen...
Tuhotettuaan ehtymättömät sitoutuneen aktiivisen typen varaukset, villieläinten edessä oli ongelma: kuinka sitoa typpeä. Vapaassa, molekyylisessä tilassa, kuten tiedämme, se osoittautui hyvin inertiksi. Tämä johtuu sen kolmoismolekyylistä: N≡ N.
Yleensä tällaiset yhteydet ovat epävakaita. Muistakaamme klassinen esimerkki asetyleenista: HC≡ CH. Sen molekyylin kolmoissidos on erittäin hauras, mikä selittää tämän kaasun uskomattoman kemiallisen aktiivisuuden. Mutta typellä on tässä selvä poikkeama: sen kolmoissidos muodostaa stabiilimman kaikista tunnetuista diatomisista molekyyleistä. Tämän yhteyden katkaiseminen vaatii valtavia ponnisteluja. Esimerkiksi ammoniakin teollinen synteesi vaatii yli 200 atm:n paineen ja yli 500 °C lämpötilan sekä pakollisen katalyyttien läsnäolon... Typpisidonnan ongelman ratkaisemiseksi luonnon oli perustettava jatkuva typen tuotanto yhdisteitä ukkosmyrskyjen menetelmällä.
Tilastojen mukaan planeettamme ilmakehässä välähtää vuosittain yli kolme miljardia salamaa. Yksittäisten purkausten teho saavuttaa 200 miljoonaa kilowattia, kun taas ilma lämpenee (tietysti paikallisesti) 20 000 asteeseen. Tällaisessa hirveässä lämpötilassa happi- ja typpimolekyylit hajoavat atomeiksi, jotka helposti reagoidessaan muodostavat hauraan typpioksidin:
N2 + О2 → 2NO
Nopean jäähtymisensä (salmanisku kestää kymmenen tuhannesosan) ansiosta typpioksidi ei hajoa ja hapettuu ilmakehän hapen vaikutuksesta helposti vakaammaksi dioksidiksi
2NO + О2 → 2NО2.
Ilman kosteuden ja sadepisaroiden läsnä ollessa typpidioksidi muuttuu typpihapoksi:
3NО2 + Н2О → 2HNО3 + NO
Joten joutuessamme tuoreen ukkosmyrskyn alle, saamme mahdollisuuden uida heikossa typpihappoliuoksessa. Maaperään tunkeutuessaan ilmakehä muodostaa aineineen erilaisia luonnollisia lannoitteita.
Typpi kiinnittyy ilmakehään ja fotokemiallisesti: absorboituaan valokvantin N2-molekyyli siirtyy virittyneeseen, aktivoituun tilaan ja pystyy yhdistymään hapen kanssa.
Ilmakehä on planeettamme kaasumainen verho, joka pyörii Maan mukana. Ilmakehässä olevaa kaasua kutsutaan ilmaksi. Ilmakehä koskettaa hydrosfääriä ja peittää osittain litosfäärin. Mutta ylärajoja on vaikea määritellä. Tavanomaisesti oletetaan, että ilmakehä ulottuu ylöspäin noin kolmetuhatta kilometriä. Siellä se virtaa sulavasti ilmattomaan tilaan.
Maan ilmakehän kemiallinen koostumus
Ilmakehän kemiallisen koostumuksen muodostuminen alkoi noin neljä miljardia vuotta sitten. Aluksi ilmakehä koostui vain kevyistä kaasuista - heliumista ja vedystä. Tutkijoiden mukaan alkuedellytyksiä kaasukuoren luomiselle Maan ympärille olivat tulivuorenpurkaukset, jotka yhdessä laavan kanssa lähettivät valtavan määrän kaasuja. Myöhemmin kaasunvaihto alkoi vesitiloilla, elävien organismien kanssa, niiden toimintatuotteilla. Ilman koostumus muuttui vähitellen ja se kirjattiin nykyiseen muotoonsa useita miljoonia vuosia sitten.
Ilmakehän pääaineosat ovat typpi (noin 79 %) ja happi (20 %). Loput prosenttiosuudet (1 %) kohdistuvat seuraaviin kaasuihin: argon, neon, helium, metaani, hiilidioksidi, vety, krypton, ksenon, otsoni, ammoniakki, rikki ja typpidioksidi, typpioksiduuli ja hiilimonoksidi, jotka sisältyvät tähän yhteen prosenttiin.
Lisäksi ilma sisältää vesihöyryä ja hiukkasia (kasvien siitepölyä, pölyä, suolakiteitä, aerosoliepäpuhtauksia).
Viime aikoina tutkijat eivät ole havainneet laadullista, vaan määrällistä muutosta joissakin ilman ainesosissa. Ja syy tähän on ihminen ja hänen toimintansa. Pelkästään viimeisen 100 vuoden aikana hiilidioksidipitoisuus on kasvanut merkittävästi! Tämä on täynnä monia ongelmia, joista globaalin on ilmastonmuutos.
Sään ja ilmaston muodostuminen
Ilmakehä on ratkaisevassa roolissa ilmaston ja sään muovaamisessa maapallolla. Paljon riippuu auringonvalon määrästä, alla olevan pinnan luonteesta ja ilmakehän kierrosta.
Mietitäänpä tekijöitä järjestyksessä.
1. Ilmakehä päästää auringonvalon lämmön läpi ja imee haitallista säteilyä. Muinaiset kreikkalaiset tiesivät, että auringonsäteet putoavat eri puolille maata eri kulmissa. Sana "ilmasto" muinaisesta kreikasta käännettynä tarkoittaa "rinnettä". Joten päiväntasaajalla auringonsäteet putoavat melkein pystysuoraan, koska täällä on erittäin kuuma. Mitä lähempänä napoja, sitä suurempi kaltevuuskulma. Ja lämpötila laskee.
2. Maapallon epätasaisesta lämpenemisestä johtuen ilmakehään muodostuu ilmavirtoja. Ne luokitellaan koon mukaan. Pienimmät (kymmeniä ja satoja metrejä) ovat paikallistuulet. Tätä seuraavat monsuunit ja pasaatituulet, syklonit ja antisyklonit, planeettojen etuvyöhykkeet.
Kaikki nämä ilmamassat liikkuvat jatkuvasti. Jotkut niistä ovat melko staattisia. Esimerkiksi pasaatituulet, jotka puhaltavat subtrooppisista alueista päiväntasaajaa kohti. Muiden liikkuminen on suurelta osin riippuvainen ilmanpaineesta.
3. Ilmanpaine on toinen ilmaston muodostumiseen vaikuttava tekijä. Tämä on ilmanpaine maan pinnalla. Kuten tiedetään, ilmamassat siirtyvät alueelta, jossa ilmanpaine on kohonnut, kohti aluetta, jossa tämä paine on alhaisempi.
Alueita on yhteensä 7. Päiväntasaaja on matalapainevyöhyke. Lisäksi päiväntasaajan molemmilla puolilla 30. leveysasteelle - korkeapainealue. 30 ° - 60 ° - matala paine jälleen. Ja 60 °: sta napoihin - korkeapainevyöhyke. Ilmamassat kiertävät näiden vyöhykkeiden välillä. Mereltä maalle menevät tuovat sateet ja huonot säät, ja ne, jotka puhaltavat mantereilta - selkeän ja kuivan sään. Paikkoihin, joissa ilmavirrat törmäävät, muodostuu ilmakehän rintaman vyöhykkeitä, joille on ominaista sademäärä ja kolea, tuulinen sää.
Tiedemiehet ovat osoittaneet, että jopa ihmisen hyvinvointi riippuu ilmanpaineesta. Kansainvälisten standardien mukaan normaali ilmanpaine on 760 mm Hg. kolonnissa 0 °C:n lämpötilassa. Tämä indikaattori lasketaan niille maa-alueille, jotka ovat lähes merenpinnan tasolla. Paine laskee korkeuden myötä. Siksi esimerkiksi Pietarille 760 mm Hg. on normi. Mutta Moskovassa, joka sijaitsee korkeammalla, normaalipaine on 748 mm Hg.
Paine ei muutu vain pystysuunnassa, vaan myös vaakasuunnassa. Tämä tuntuu erityisesti ajettaessa syklonien läpi.
Ilmakehän rakenne
Tunnelma muistuttaa lehtitaikinaa. Ja jokaisella kerroksella on omat ominaisuutensa.
. Troposfääri- Maata lähinnä oleva kerros. Tämän kerroksen "paksuus" muuttuu etäisyyden mukaan päiväntasaajasta. Päiväntasaajan yläpuolella kerros ulottuu ylöspäin 16-18 km, lauhkeilla vyöhykkeillä - 10-12 km, navoilla - 8-10 km.
Täällä on 80% ilman kokonaismassasta ja 90% vesihöyrystä. Täällä muodostuu pilviä, ilmaantuu sykloneja ja antisykloneja. Ilman lämpötila riippuu maaston korkeudesta. Keskimäärin se laskee 0,65 °C jokaista 100 metriä kohden.
. Tropopaussi- ilmakehän siirtymäkerros. Sen korkeus on useista sadoista metristä 1-2 kilometriin. Ilman lämpötila on kesällä korkeampi kuin talvella. Joten esimerkiksi napojen yläpuolella talvella -65 ° C. Ja päiväntasaajan yläpuolella milloin tahansa vuoden aikana se on -70 ° C.
. Stratosfääri- Tämä on kerros, jonka yläraja kulkee 50-55 kilometrin korkeudessa. Turbulenssi on täällä alhainen, vesihöyryn pitoisuus ilmassa on mitätön. Mutta otsonia on paljon. Sen suurin pitoisuus on 20-25 km korkeudessa. Stratosfäärissä ilman lämpötila alkaa nousta ja saavuttaa + 0,8 ° C. Tämä johtuu siitä, että otsonikerros on vuorovaikutuksessa ultraviolettisäteilyn kanssa.
. Stratopaussi- matala välikerros stratosfäärin ja sitä seuraavan mesosfäärin välillä.
. Mesosfääri- tämän kerroksen yläraja on 80-85 kilometriä. Täällä tapahtuu monimutkaisia fotokemiallisia prosesseja, joihin liittyy vapaita radikaaleja. Ne tarjoavat planeettamme lempeän sinisen hehkun, joka näkyy avaruudesta.
Suurin osa komeetoista ja meteoriiteista palaa mesosfäärissä.
. Mesopaussi- seuraava välikerros, jonka ilman lämpötila on vähintään -90 °.
. Termosfääri- alaraja alkaa 80 - 90 km:n korkeudesta ja kerroksen yläraja kulkee noin 800 km:n korkeudella. Ilman lämpötila nousee. Se voi vaihdella + 500 ° C - + 1000 ° C. Lämpötilan vaihtelut ovat satoja asteita päivän aikana! Mutta ilma täällä on niin harvinainen, että käsitteen "lämpötila" ymmärtäminen sellaisena kuin sen kuvittelemme, ei ole sopivaa tässä.
. Ionosfääri- yhdistää mesosfäärin, mesopaussin ja termosfäärin. Täällä oleva ilma koostuu pääasiassa happi- ja typpimolekyyleistä sekä lähes neutraalista plasmasta. Ionosfääriin osuvat auringonsäteet ionisoivat voimakkaasti ilmamolekyylejä. Alemmassa kerroksessa (jopa 90 km) ionisaatioaste on alhainen. Mitä korkeampi, sitä enemmän ionisaatiota. Joten 100-110 km korkeudessa elektronit keskittyvät. Tämä auttaa heijastamaan lyhyitä ja keskisuuria radioaaltoja.
Ionosfäärin tärkein kerros on ylempi kerros, joka sijaitsee 150-400 km:n korkeudessa. Sen erikoisuus on, että se heijastaa radioaaltoja, ja tämä edistää radiosignaalien lähettämistä pitkiä matkoja.
Juuri ionosfäärissä tapahtuu sellainen ilmiö kuin revontulia.
. Eksosfääri- koostuu happi-, helium- ja vetyatomeista. Tämän kerroksen kaasu on erittäin harvinaista, ja vetyatomit pakenevat usein avaruuteen. Siksi tätä kerrosta kutsutaan "sirontavyöhykkeeksi".
Ensimmäinen tiedemies, joka ehdotti, että ilmakehällämme on painoa, oli italialainen E. Torricelli. Esimerkiksi Ostap Bender valitti romaanissaan "Kultainen vasikka", että 14 kg painava ilmapylväs painaa jokaista ihmistä! Mutta loistava kombinaattori oli hieman väärässä. Aikuinen on 13-15 tonnin paineen alla! Mutta emme tunne tätä raskautta, koska ilmanpainetta tasapainottaa ihmisen sisäinen paine. Ilmakehämme paino on 5 300 000 000 000 000 tonnia. Luku on valtava, vaikka se on vain miljoonasosa planeettamme painosta.
Typpi- Maan ilmakehän pääelementti. Sen päätehtävänä on säädellä hapettumisnopeutta laimentamalla happea. Siten typpi vaikuttaa biologisten prosessien nopeuteen ja intensiteettiin.
Typen poistamiseen ilmakehästä on kaksi toisiinsa liittyvää reittiä:
- 1) epäorgaaninen,
- 2) biokemiallinen.
Kuva 1. Geokemiallinen typen kierto (V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)
Typen epäorgaaninen uuttaminen ilmakehästä
Ilmakehässä sähköpurkausten vaikutuksesta (ukkosmyrskyn aikana) tai fotokemiallisten reaktioiden prosessissa (auringon säteily) muodostuu typpiyhdisteitä (N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3 jne.) . Nämä sadeveteen liukenevat yhdisteet putoavat yhdessä sateen kanssa maahan ja joutuvat maaperään ja veteen.
Biologinen typen sitominen
Ilmakehän typen biologinen sitoutuminen suoritetaan:
- - maaperässä - kyhmybakteerit symbioosissa korkeampien kasvien kanssa,
- - vedessä - planktonin mikro-organismien ja levien toimesta.
Biologisesti sitoutuneen typen määrä on paljon suurempi kuin epäorgaanisen sitoutuneen typen määrä.
Miten typpi pääsee takaisin ilmakehään?
Elävien organismien jäännökset hajoavat lukuisten mikro-organismien vaikutuksesta. Tässä prosessissa typpi, joka on osa organismien proteiineja, käy läpi useita muutoksia:
- - proteiinien hajoamisprosessissa muodostuu ammoniakkia ja sen johdannaisia, jotka sitten pääsevät valtamerten ilmaan ja veteen,
- - tulevaisuudessa ammoniakki ja muut typpeä sisältävät orgaaniset yhdisteet Nitrosomonas-bakteerien ja nitrobakteerien vaikutuksesta muodostavat erilaisia typen oksideja (N 2 O, NO, N 2 O 3 ja N 2 O 5). Tätä prosessia kutsutaan nitrifikaatiota,
- - typpihappo muodostaa suoloja vuorovaikutuksessa metallien kanssa. Näihin suoloihin vaikuttavat denitrifioivat bakteerit,
- - käynnissä denitrifikaatio muodostuu alkuainetyppeä, joka palaa takaisin ilmakehään (esimerkki on puhtaasta N 2:sta koostuvat maanalaiset kaasusuihkut).
Mistä typpeä löytyy?
Typpi pääsee ilmakehään tulivuorenpurkauksissa ammoniakin muodossa. Yläilmakehässä ammoniakki (NH 3) hapettuu ja vapauttaa typpeä (N 2).
Typpeä on myös haudattu sedimenttikiviin, ja sitä löytyy suuria määriä bitumipitoisissa kerrostumissa. Tämä typpi pääsee kuitenkin myös ilmakehään näiden kivien alueellisen muodonmuutoksen aikana.
- Siten typen pääasiallinen esiintymismuoto planeettamme pinnalla on molekyylityppi (N 2) Maan ilmakehässä.
Typpi on kohtalaisen aktiivinen alkuaine, joka reagoi heikosti luonnollisten epäorgaanisten yhdisteiden kanssa. Siksi on suuri todennäköisyys, että huomattava määrä tätä kaasua sisältyi primääriilmakehään. Tässä tapauksessa merkittävä osa nykyajan ilmakehän typestä on jäännösjäännös, joka on säilynyt Maan muodostumisajasta noin 4,6 miljardia vuotta sitten, vaikka osa siitä voitiin poistaa vaipasta jo geologisessa vaiheessa. planeettamme kehitystä. On pidettävä mielessä, että elämän syntyessä Maahan noin 4,0-3,8 miljardia vuotta sitten tämä kaasu sitoutui jatkuvasti orgaaniseen aineeseen ja hautautui valtamerten sedimentteihin sekä elämän ilmaantumisen jälkeen maalle (noin 400 miljoonaa vuotta sitten). ) - ja mannersedimentissä. Siksi organismien elintärkeä toiminta maanpäällisen elämän pitkän kehitysjakson aikana voisi merkittävästi vähentää typen osapainetta maan ilmakehässä ja muuttaa siten maapallon ilmastoa. Laskettaessa typen absorption vaikutusta on pidettävä mielessä, että valtameren sedimenttien orgaaninen typpi (Norg) sekä sademäärä valtameren kuoren kerääntymisvyöhykkeiden kautta Arkeanissa tai levyn alipainevyöhykkeiden kautta proterotsoiikissa ja Fanerozoic, poistettiin jatkuvasti valtameristä. Sen jälkeen se liittyi osittain mannerkuoren graniitti-metamorfisiin kiviin tai meni vaippaan, mutta poistui jälleen osittain kaasusta ja palasi ilmakehään.
Ilmakehän typen biogeenisen sitomisprosessin lisäksi näyttää olevan melko tehokas samansuuntainen abiogeeninen mekanismi. Siten J. Jungin ja M. McElroyn (Yung, McElroy, 1979) laskelmien mukaan typen sitoutumista maaperään voi tapahtua ukkosmyrskyjen aikana johtuen typpi- ja typpihappojen muodostumisesta sähköpurkauksissa kosteassa ilmassa.
Ilmakehästä poistuneen typen määrää on vaikea arvioida, mutta se on mahdollista. Sedimenttikivien typpipitoisuus korreloi yleensä suoraan niihin hautautuneen orgaanisen hiilen pitoisuuteen. Siksi valtamerisiin sedimentteihin hautautuneen typen määrä voidaan ilmeisesti arvioida niihin hautautuneen orgaanisen hiilen Corg-massasta. Tätä varten on tarpeen vain määrittää suhteellisuuskerroin H org:n ja C org:n välillä. Avomeren pohjasedimentissä Corg: Norg: Porg on noin 106:20:0,91 (Lisitsyn ja Vinogradov, 1982), mutta samalla jopa 80 % typestä poistuu nopeasti orgaanisesta aineesta; siksi , Corg:Norg-suhde sademäärässä voi nousta arvoon 1:0,04. G. Foran (1989) mukaan tämä sademäärän suhde on suunnilleen 1:0,05. Oletetaan A. B. Ronovin ja A. A. Yaroshevskyn (1978, 1993) tietojen mukaan, että noin (2,7-2,86) × 10 mannersedimenttiä - noin (9,2-8,09) × 10 21 g Corg. G. Foren mukaan otimme Corg:Norg-suhteiden arvot olevan lähellä 20:1, jolloin Horg-pitoisuus valtameren pohjan ja hyllyjen sedimentissä on noin 1,36 × 10 20 g ja mantereella. sedimentit - 5,0 × 10 20 g
Ensimmäisenä likiarvona oletetaan, että valtameren elämän kehittymistä rajoittaa valtamerten vesien liuenneen fosforin pitoisuus ja sen pitoisuus muuttui merkityksettömästi ajan myötä (Schopf, 1982). Tästä seuraa, että valtameren biomassa on aina pysynyt suunnilleen verrannollinen itse valtameren vesimassaan. Maailmanmeren vesimassan kehitystä tarkasteltiin kuvassa. 112, käyrä 2). Kun otetaan huomioon oletus valtamerten biomassan suhteellisuudesta - itse valtamerten vesien massa, voidaan suunnilleen ottaa huomioon Norgin poistuminen yhdessä valtamerten sedimenttien kanssa litosfäärilevyjen klusteroitumis- ja subduktiovyöhykkeiden kautta. Maan geologisen kehityksen aikana. Vastaavat laskelmat (Sorokhtin, Ushakov, 1998) osoittivat, että maapallon geologisen kehityksen aikana (eli viimeisen 3,8-4 miljardin vuoden aikana) tarkasteltavana olevan prosessin seurauksena noin 19,2 × 10 20 g typpeä poistui maapallosta. Maan ilmakehä. Tähän typpimäärään on lisättävä myös mantereiden sedimentteihin säilynyt massa Norg ≈ 5,0 × 10 20 g, joka on kertynyt sinne noin 400 miljoonan vuoden aikana. Siten maapallon koko eliniän aikana sen ilmakehästä poistui noin 24,2 × 10 20 g typpeä, mikä vastaa ilmakehän paineen laskua 474 mbar (vertailuksi typen osapaine nykyilmakehässä on 765 mbar).
Harkitse kahta ääritapausta. Ensin oletetaan, että vaipan typen kaasunpoistoa ei tapahtunut ollenkaan, sitten on mahdollista määrittää Maan ilmakehän alkuperäinen tehollinen paine katarcheassa (eli välillä 4,6-4,0 miljardia vuotta). Se osoittautuu suunnilleen yhtä suureksi kuin 1,23 baaria (1,21 atm).
Toisessa tapauksessa oletetaan, kuten työssä tehtiin (Sorokhtin ja Ushakov, 1991), että lähes kaikki ilmakehän typpi on poistettu vaipasta viimeisten 4 miljardin vuoden aikana. Vaipan typen kaasunpoistoprosessin laskeminen suoritettiin lausekkeiden (29) ja (30) avulla ottaen huomioon, että tällä hetkellä ilmakehä sisältää 3,87 × 10 21 g typpeä, kivissä ja sedimenteissä sen pitoisuus saavuttaa 3,42 × 10 20 g ja typpivaipassa se on noin 4,07 × 10 21 g (Sorokhtin ja Ushakov, 1998). Typen liikkuvuusindeksin ei olisi pitänyt muuttua ajan myötä, ja se oli suunnilleen yhtä suuri kuin χ (N 2) ≈ 0,934. Laskettuaan typen kertymistä maan ulompiin geosfääriin, saadut tulokset korjattiin tämän kaasun imeytymisen orgaaniseen aineeseen ja sen hautautumiseen kiviin ja sedimentteihin. Loput luonnehtivat typen massan kehitystä maan ilmakehässä sen täydellisen kaasunpoiston yhteydessä vaipasta.
Molemmille versioille laskettiin sitten maan ilmakehän typen osapaineen kehityskäyrät (kuva 117, käyrät 1 ja 3). Todellinen kuva tämän paineen muutoksesta olisi silloin vastattava jotain välikäyrää, jonka sijainti voidaan määrittää vain houkuttelemalla lisätietoa aiempien geologisten aikakausien vallinneista maapallon ilmastoista. Tällainen vertailukohta voi olla esimerkiksi tieto mantereiden mahtavimman jäätikön kehityksestä varhaisessa proterotsoikassa, noin 2,5-2,3 miljardia vuotta sitten. Kuten Ch. 8, mannermassiivit sijaitsivat silloin matalilla leveysasteilla (ks. kuva 98), mutta samalla ne olivat korkealla merenpinnan yläpuolella (keskimääräisinä korkeuksina noin 4-3 km). Siksi tällaisen jääkauden esiintyminen voisi tapahtua vain, jos maan pinnan keskilämpötila merenpinnan tasolla ei silloin ylittänyt +6 ... +7 ° С, ts. oli noin 280 K.
Kuva 117.
1 - hypoteesin mukaan typpi-ilmakehän ensisijaisuudesta; 2 - hyväksytty vaihtoehto; 3 - hypoteesin mukaan typpi-ilmakehän kaasunpoisto vaipasta.
Kuva 98.
1 - tilliitit ja tilloidit; 2 - konsolidoitu mannermainen kuori; nuolet Canadian Shieldissä osoittavat tunnistetut jäätikön kuoriutumissuunnat; valkoinen väri - peitteen jäätikköalue. Av - Australia; SAM ja YUAM - Pohjois- ja Etelä-Amerikka; An - Etelämanner; ZAf - Länsi-Afrikka; Af - Afrikka; Ev - Eurooppa; Ying - Intia; K - Pohjois- ja Etelä-Kiina; la - Siperia.
Alla osoitetaan, että varhaisessa proterotsoikassa ilmakehä koostui käytännössä vain typestä, johon oli lisätty vähän argonia, kun taas hapen ja hiilidioksidin osapaineet eivät ylittäneet 10 -6 ja 10 -2 atm, vastaavasti, ja aurinkoenergian. vakio oli yhtä suuri kuin S = 1,14 × 106 erg / cm 2 × s. Ottaen T s ≈ 280 K ≈ 7 ° С tälle kylmälle ajanjaksolle, alla esitetyn kasvihuoneilmiön adiabaattisen teorian mukaisesti havaitsimme, että typpiatmosfäärin paine tällä hetkellä oli suunnilleen yhtä suuri kuin p N 2 = 1,09 atm, kun taas primäärihypoteesin mukaan typpiatmosfäärin olisi tällä hetkellä pitänyt olla p N 2 ≈ 1,19 atm, ja hypoteesin mukaan vaipan täysin kaasuttomasta typestä p N 2 ≈ 0,99 atm. Tästä voidaan nähdä, että nykyajan ilmakehän typestä noin 54 % koostuu jäännekaasusta ja vain 46 % on kaasuttunut vaipasta, ja todennäköisin säännöllisyys maan ilmakehän typenpaineen kehityksessä on esitetty kuvassa 1. 117, käyrä 2.
